ГлавнаяФормации древнего кристаллического субстрата (Pt—Pz1). Кристаллические породы субстрата обнажаются в наиболее высокогорной части Главного хребта, в истоках рек, текущих в Черное море (р. Клыч и др.), в верховьях рек Лаба, Уруштен, Лаура, Аксаут и др. В зоне Передового хребта эти породы вскрыты в междуречье Большой и Малой Лабы, где они подстилают нижнепалеозойские отложения. Докембрийские формации представлены слюдистыми, амфиболитовыми, гранатовыми и другими кристаллическими сланцами, различными амфиболитами, залегающими в виде перемежающихся пачек, амфиболизированными габбро-диабазами, диабазами с пластовыми телами кварцевых кератофиров и порфиритов. В кровле верхнепалеозойских гранитов зоны Главного хребта залегают гнейсированные плагиограниты, диориты и габбро-амфиболиты, иногда слагающие отдельные интрузии.
С древними формациями в пределах зоны Передового хребта ассоциируются эклогиты. Четко устанавливается пространственная и генетическая связь эклогитов с апатитоносными метасоматитами. Установлено, что эклогиты и другие омфацитсодержащие метасоматиты относительно широко распространены в пределах полосы, примыкающей к Уруштен-Маркопиджскому разлому. Характерно появление омфацит-содержащих пород в условиях амфнболитовой фации метаморфизма.
Гипербазитовая формация (Pt-Pz2). Гипербазиты Северного Кавказа условно объединены в одну формацию. Повсеместно они ассоциируются с образованиями кристаллической и зеленокаменной толщ и приурочены к глубинным разломам, осложненным тектоническими нарушениями низших порядков. Эти разломы фиксируют пути проникновения ультраосновных интрузий в раннюю стадию формирования геосинклинали. Контакты гипербазитов с вмещающими породами обычно тектонические. Гипербазитовые тела участвовали в складчатости и внедрены преимущественно в холодном состоянии, что характерно для альпинотипных гипербазитов.В пределах Бечасынской зоны известны крупные массивы гипербазитов (Веденский, Нижнетебердинский, Малкинский). В зоне Передового хребта гипербазиты сосредоточены в трех участках: 1) Белореченско-Лабинском, 2) Зеленчукском (хребты Эхреску, Абишира-Ахуба); 3) Teбердино-Кубанском. Выходы гипербазитов в зоне Главного хребта отмечаются от верховьев р. Белой до верховьев р. Урун. Ряд специфических признаков гипербазитов Осевой зоны (Северная Осетия) позволяет выделить их в особую габбро-перидотитовую формацию.
Как правило, гипербазитовые массивы Бечасынской зоны и зоны Передового хребта сложены серпентинитами с реликтовыми участками гарц-бургитов, лерцолитов, дунитов, бронзититов, энстатитов, диопсидов (диаллагитов). В зоне Главного хребта, помимо указанных пород, встречаются перидотиты (Северная Осетия) с серпентинизированным оливином.
Наиболее надежные определения верхнего предела абсолютного возраста получены для Бечасынской зоны. Гипербазиты Беденского и Нижнетебердинского массива не моложе 450 млн. лет. Серпентипиты зоны Передового хребта (реки Малая Лаба, Кизильчук и др.) не моложе 380—360 млн. лет.
Габбро-сиенитовая формация (Pz1). К ней относится ассоциация, образующая массив, рвущий докембрийские толщи по р. Кубани в устье рек Даут и Аманкол. По ряду особенностей этот массив приближается к интрузиям типа кольцевых; ее внедрение происходило в два этапа. Нa раннем этапе внедрялись крупнозернистые габбро (периферия массива), габбро-сиениты и сиениты (центральная часть). Им сопутствовали дайки мелкозернистых габбро-сиенитов и габбро, проникавшие во вмещающие породы (реки Даут, Кубань). Дайки габбро прорезаются жилами аплитовидных граносиенитов, испытавших постмагматические изменения. Второй этап характеризовался внедрением гранитов в сопровождении пегматитов и аплитов.
Сиениты, грано- и габбро-сиениты показывают высокое содержание SiO2, Al2O3, TiO2, Na2O и заметное — BaO, P2O5. Геохронологические исследования пород этой формации не дают однозначных цифр (265—450 млн. лет) и должны быть проверены U-Pb и Rb-Sr данными.
Гнейсо-гранитовая формация (Pz4 (?)) объединяет небольшие изолированные интрузивные массивы, расположенные в пределах Бечасынской зоны и ее сочленения с зоной Передового хребта.
Пo типу магмы и геологическому возрасту эти гранитоиды платформенной зоны, вероятно, различны, но геохронологические данные позволяют условно объединить их в нижнепалеозойскую формацию, типичным представителем которой являются K-Na граниты Мощевой—Бескеса. Они внедрены в кристаллические сланцы и гипербазиты, с которыми имеют активный контакт (возраст флогопита из экзоконтакта 450— 470 млн. лет). В полосе сочленения Бечасынской структуры с зоной Передового хребта, у сел. Нижне-Тебердинского, встречены гранитоиды, прорывающие гипербазиты. Петрографически и по возрасту (500 млн. лет) они близки к гранитоидам балки Мощевой, отличаясь более натриевым составом.Вопрос о геологической позиции и формационной принадлежности гнейсированных гранитов р. Лликоновки требует дополнительного уточнения. Отнесение их к данной формации условно. Геологически они до-юрские. Имеющиеся данные K-Ar датирования (240 млн. лет) отвечают их омоложению в верхах палеозоя в условиях платформенного режима.
Диабаз-кератофировая формация (Pz1-2). Относимые к ней породы вскрыты на северном крыле антиклинальной структуры зоны Передового хребта (бассейны рек Лабы, Зеленчука и в Даутском блоке). Они обнажаются в южной, приподнятой части этой зоны, а также в западном ее отрезке, между субширотными разломами, которые отделяют ее от Бечасынской. Породы этой формации вскрыты также в долине р. Андрюк, на р. Пцицерке и в бассейне р. Уруп, в крыльях антиклинальной структуры субширотного простирания.
Для низов диабаз-кератофировой формации характерны мощные (до 30 м) покровы слабо дифференцированных диабазов, чередующихся с прослоями хлоритовых, хлорит-эпидот-альбитовых сланцев, кератофиров и кварцевых кератофиров. Формирование этих покровов сопровождалось выбросами туфов, а также внедрением гипабиссальных тел и даек кварцевых кератофиров и жил (кварц-карбонатные и аплиты). В этой серии пород нередко наблюдаются горизонты колчеданных руд или их пластовые скопления (ручьи Красный, Буруны и др.).
К верхним горизонтам диабаз-кератофировой формации приурочены урупские колчеданные месторождения.
Наиболее характерной чертой химизма горных пород диабаз-кератофировой формации является низкое содержание K2O (десятые доли процента) и высокое Na2O (до 7%). Абсолютный возраст нижних горизонтов формации (по серициту р. Уруштен) равен 436 млн. лет. Эта формация — типичное проявление инициального магматизма нижне-среднепалеозойской геосинклинали Северного Кавказа.
Габбро-диорит-плагиогранитовая формация (D1-2) широко развита в пределах зоны Передового хребта, в ядре антиклинальной структуры бассейна р. Лабы. Это ассоциация габбро-диорит-плагиогранитных пород, известная под названием уруштенского комплекса. С ней сопоставима ассоциация пород так называемого архызского, или карабекского, комплекса г. Зеленчук; сходные образования встречаются и в кровле гранитов Главного хребта.
Внедрение магмы происходило в несколько этапов. С наиболее ранним связано проникновение основной магмы, сопровождавшееся образованием мощных (свыше 120 м) горизонтов орто- и габбро-амфиболитов (р. Лаба), формированием габбровых массивов (реки Зеленчук, Теберда) или пластовых тел габброидов (р. Лаба). Контакты их с боковыми породами затушеваны вследствие процессов полиметаморфизма. На втором этапе происходило внедрение магмы среднего состава, приведшее к формированию самостоятельных батолитоподобных массивов или жилообразных тел в габброидах (тоналиты хр. Большие Балканы, диориты Архызского массива, кварцевые диориты и диориты хр. Чилик, верховьев рек Уруп и Ацгара). Третий этап отвечает внедрению согласных активных интрузий плагиогранитного состава (Передовой хребет), сопровождавшемуся интенсивным натриевым метасоматозом. Г. этим этапом магматизма связаны процессы контаминации и гибридизма, контактовый метаморфизм и месторождение апатита (р. Лаба). Химизм типичных горных пород формаций приведен в табл. 2.
Определения возраста горных пород пегматитовой стадии рассматриваемой формации дают цифру 360—370 млн. лет, что соответствует среднему девону.
Базалът-трахитовая формация (D2-3). Субщелочная ассоциация трахибазальтового состава отвечает переходу геосинклинали зоны Передового хребта в устойчивую область. Горные породы этой формации залегают в опущенном Кубано-Тебердинском блоке Передового хребта, близ сочленения его с Бечасынской зоной (р. Андрюк, балка Никитина, гора Хацавитая, реки Пцицерка, Маруха, Уруп и др.) в пределах Даутского блока (реки Даут, Кубань) и на значительной площади высокогорья приподнятого Худесского блока.
В базальт-трахитовую формацию объединены вулканогены основного и кислого состава, переслаивающиеся с туфами, филлитовыми и другими сланцами, гипабиссальные тела (факолиты) различного состава, дайки и жилы лампрофиров среди филлитов. К этой формации отнесены также породы спилитовой группы.
Для формации в целом характерны: порфировый облик эффузивов (кварцевые кератофиры, различные порфириты, фельзиты, ортофиры, граносиенит-порфиры и др.), обилие туфов (чаще туфы порфиритов и кератофиров), присутствие жил актинолит-асбеста, редкие месторождения в низах формации полиметаллических колчеданных руд (р. Уруп) и метаморфизм пумпеллиитовой ступени низкотемпературной стадии. Потоки лав основного состава (вариолиты, спилиты, кератофиры и др.) имеют подушечное (шаровое) строение.
Определения абсолютного возраста дают цифры в пределах 340— 350 млн. лет. В филлитовых сланцах, вмещающих штоки, дайки и жилы субщелочных габбро, лампрофиров, найдены остатки кораллов и девонская микрофауна (D2-3). Вулканогены этой формации рассекаются штоками и жилами лейкократовых плагиогранитов (реки Даут, Маруха).
Гранитоидная формация (Pz3) охватывает проявления глубинного гранитного магматизма, формировавшиеся в различной тектонической обстановке: а) в глубинных условиях позднее тектонически выдвинутой зоны Главного хребта, б) платформенной Бечасынской зоны. Сюда же отнесены эффузивно-экструзивные образования гранитной магмы верхнего карбона и перми в зоне Передового хребта.
Гранитоиды Главного хребта (а) представляют собой продукт типичного развития гранитного процесса в глубинных условиях обособленной зоны в пределах складчатой области. Они распространены в бассейнах рек Аксаута, Теберды, Марухи, Малой Лабы. В процессе внедрения гранитондные интрузии размещались в полостях разломов, раздвигая и поглощая вмещающие сланцы и образуя совместно с более ранними плагиогранитами сложнопостроенные батолитоподобные плутоны, либо они использовали межформационные границы и, приспосабливаясь к складчатым структурам, приобретали форму пластообразных тел. Внедрение гранитоидов происходило в три этапа: 1) образование морфологически единых, но петрографически гетерогенных массивов диоритов, кварцевых диоритов, гранодиоритов и порфировидных гранитов (средний карбон), 2) интрудирование серых гранитов нормального состава (верхний карбон), 3) проявления нормальных аляскитовых гранитов (250—260 млн. лет).
Горные породы, слагающие сложнопостроенные плутоны, различаются вещественным составом и структурно-текстурными особенностями, в зависимости от расположения этих пород в краевой или центральной части массива.
В связи с опусканием восточного блока зоны Главного хребта, ограниченного реками Терек и Ардон, в бассейнах этих рек обнажаются апикальные части описанных выше интрузивов.
В условиях стабильной Бечасынской структуры (б), которая с силура приобрела характер субплатформенной, верхнепалеозойский гранитный магматизм проявлен в виде отдельных гранитных массивов (реки Малка, Тызыл, Мара, Эшкакон и др.) или комплекса интрузивных тел диоритов и аляскитов (реки Индыш, Белая и др.). Становление гранитоидов происходило в относительно менее глубоких горизонтах земной коры, чем образование гранитоидов в структуре Главного хребта. Характерно, что для одних массивов (Малкинский и др.) внедрение гранитов сопровождалось дифференцитами более основного (диоритового) состава, в то время как для других (Даховский, Сахрайский и др.) гранитоидный магматизм проявился несколько раз (диориты, граниты, аляскиты).
По вещественному составу верхнепалеозойские гранитоиды Бечасынской зоны относятся к нормальному типу; по химизму (а также по абсолютному возрасту) они близки к гранитоидам Главного хребта.
В пределах зоны Передового хребта, близ ее сочленения с Бечасынской, в карбоне (С2-C3) возникли центры кислого вулканизма с развитием гранит-порфировой экструзивно-эффузивной липаритовой серии пород (р. Пскент, с. Кутан, р. Большой Зеленчук). В зоне Передового хребта распространены также эффузивно-экструзивные гранитоиды, перми, представляющие анхисинхронный аналог верхнепалеозойской глубинной формации аляскитовых гранитов зоны Главного хребта.
Сиенит-диоритовая формация (Pz3). К ней отнесены небольшие, но сложные по составляющим их породам интрузивные массивы, расположенные вдоль субширотных депрессий в южной части зоны Передового хребта, близ ее сочленения со структурой Главного хребта. С запада па восток это Ятыргварта, Закан, Загедан, Абишира-Ахуба, Карабек (сиениты) и Эпчикский перевал из Теберды в Даут.
Подобные интрузии появились, вероятно, в результате проникновения магмы в структуру Передового хребта в связи с эволюцией очага, повлекшей развитие в глубинных условиях трех формаций гранитоидов в зоне Главного хребта. Структурная зона Передового хребта в верхнем палеозое была относительно стабильной, вследствие чего магма, проникшая по разломам из глубинного источника в более высокие уровни, кристаллизовалась в сравнительно спокойных условиях. Благодаря этому некоторые массивы (гора Закан) по своему строению близки к стратиформным. В посленижнеюрское время зона Главного хребта была поднята, и глубинный ее срез в настоящее время сочленяется с опущенной зоной Передового хребта. По южной периферии последней сейчас вскрыты лишь апикальные части верхнепалеозойских интрузий габбро-диорит-сиенитового состава.
Вещественный состав пород, слагающих малые интрузии, разнообразен (монцониты. кварцевые монцониты, лейкократовые гранодиориты, сиениты, граниты, сиенит-диориты и др. Часть из них, вероятно, образовалась вследствие процессов контаминации и гибридизма сиенитовой гранодиоритовой и гранитной магмы.
Определения абсолютного возраста пород дают цифры 250—285 млн. лет для полевошпатовой части и ~320 млн. лет для амфибол-биотитовой.
Гранитоидная эффузивно-экструзивная формация (Рz3). Изверженные породы эффузивной фации этой формации приурочены к тектоническим нарушениям в зоне Передового хребта. Вмещающими породами этих образований являются платформенные красноватые молассовые толщи нижней перми.
а. Эффузивная фация характеризуется излиянием лав трахиандезитового (ранние) и трахидацитового (поздние) состава, образовавших покровы с содержанием туфового материала. Распространены эти породы в бассейнах Аксаута, Теберды, Даута, в верховьях Кубани и Чучкура. Наиболее крупные излияния отмечены па р. Кишкит.
Абсолютный возраст эффузивов 255 млн. лет.
б. Интрузивная фация связана с более позднимп этапами нижне-пермской магматической деятельности в зоне Передового хребта (интрузии плагиогранит-, гранодиорит-, граносиенит-порфиров и др.). Массивы имеют штокообразную либо дайковую форму залегания с почти вертикальными контактами и сильно изменены гидротермальными процессами (окварцевание, карбонатизация, хлоритизация). В результате сравнительного изучения состава интрузивов и гальки из конгломератов верхней красноцветной толщи (P1) установлено их петрографическое сходство. Это даст возможность решить вопрос о верхней возрастной границе интрузивов и связанной с ними рудной минерализации. Верхнепалеозойский возраст этих пород (245 млн. лет) подтверждается и данными абсолютного датирования.
К гранитоидной пермской формации пока отнесены также кислые интрузии, развитые в Бечасынской зоне по рекам Даут и Кубань. Для них характерны высокое содержание калия, силлообразная, иногда цилиндрическая форма залегания и субмеридиональная ориентировка. Наземные вулканогенные образования типа липаритов р. Лабы, экструзивные фельзиты и гранит-порфиры р. Пскент с абсолютным возрастом 300 млн. лет отнесены к верхнекарбоновой экструзивно-эффузивной формации гранитоидного магматизма в зоне Передового хребта.